UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOQUÍMICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Nº 417
ESTUDOS DE INCLUSÕES FLUIDAS E DE ISÓTOPOS
ESTÁVEIS NO DEPÓSITO MOREIRA GOMES DO CAMPO
MINERALIZADO DO CUIÚ-CUIÚ, PROVÍNCIA AURÍFERA DO
TAPAJÓS, ESTADO DO PARÁ
Dissertação apresentada por:
ROSE DE FÁTIMA SANTOS ASSUNÇÃO
Orientador: Prof. Dr. Evandro Luiz Klein (CPRM/UFPA)
BELÉM
2013
___________________________________________________________
Assunção, Rose de Fátima Santos, 1987-
Estudos de inclusões fluidas e de isótopos estáveis no depósito Moreira Gomes do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, Província Aurífera do Tapajós, Estado do Pará / Rose de Fátima Santos Assunção. - 2013.
Orientador: Evandro Luiz Klein.
Dissertação (Mestrado) - Universidade Federal do Pará, Instituto de Geociências, Programa de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica, Belém, 2013.
1. Ouro - Minas e mineração - Tapajós, Região (PA). 2. Minas e recursos minerais - Tapajós, Região (PA). 3. Isótopos estáveis. 4. Inclusões fluidas. I. Título.
CDD 553.41098115. ed. 22 Dados Internacionais de Catalogação-na-Publicação (CIP)
Universidade Federal do Pará
Instituto de Geociências
Programa de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica
ESTUDOS DE INCLUSÕES FLUIDAS E DE ISÓTOPOS
ESTÁVEIS NO DEPÓSITO MOREIRA GOMES DO CAMPO
MINERALIZADO DO CUIÚ-CUIÚ, PROVÍNCIA AURÍFERA
DO TAPAJÓS, ESTADO DO PARÁ
DISSERTAÇÃO APRESENTADA POR:
ROSE DE FÁTIMA SANTOS ASSUNÇÃO
Como requisito parcial à obtenção do Grau de Mestre em Ciências na Área de GEOLOGIA.
Data de Aprovação: 29 / 08 / 2013
Banca Examinadora:
Prof. EVANDRO LUIZ KLEIN (Orientador-CPRM/UFPA)
Prof. RAIMUNDO NETUNO NOBRE VILLAS (Membro-UFPA)
Prof. VALMIR DA SILVA SOUZA (Membro-UnB)
DEDICATÓRIA
A minha mãe Rosa Assunção
Ao meu orientador Evandro Klein
AGRADECIMENTOS
A Deus, que sempre me dá forças para continuar e realizar os meus sonhos;
Ao meu orientador Dr. Evandro Klein (CPRM), pela amizade, apoio e conhecimento compartilhado;
À minha família, pelo carinho e incentivo; em especial a minha mãe Rosa Assunção; ao meu pai José Carlos Assunção, a minha tia Isabel, aos meus primos Marizalene, Urias, Ester e Miqueias; às crianças Wallace e Vinícius; ao meu amor Yury Oliveira, e ao meu amado Jack Assunção, pelo seu amor verdadeiro e por tudo que ele “apronta...”
Aos amigos da Geologia, pelos momentos de descontração;
À geóloga Margarete Wagner Simas (CPRM), pela ajuda com a preparação das amostras para análise isotópica;
EPÍGRAFE
“A educação tem raízes amargas,
mas os seus frutos são doces.”
RESUMO
Moreira Gomes é um dos depósitos do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, província Aurífera do Tapajós, com recursos de 21,7 t de ouro. A zona mineralizada, com 1200 metros de comprimento, 30-50 metros de largura e, pelo menos, 400 metros de profundidade é controlada por uma estrutura subvertical de orientação E-W, associada a um sistema de falhas transcorrentes sinistrais. As rochas hospedeiras nesse depósito são predominantemente tonalitos de 1997 ± 2 Ma (Suite Intrusiva Creporizão). O estilo da alteração hidrotermal relacionado à mineralização é predominantemente fissural e localmente pervasivo. Os tipos de alteração hidrotermal são sericitização, carbonatação, cloritização, sulfetação, silicificação e epidotização, além da formação de veios de quartzo de espessuras variadas. Pirita é principal sulfeto e contém inclusões de galena, esfalerita, calcopirita e, em menor quantidade, de hessita e bismutinita. O ouro ocorre mais comumente como inclusão em cristais de pirita e, secundariamente, na forma livre em veios de quartzo. Ag, Pb e Bi foram detectados por análise semi-quantitativa como componentes das partículas de ouro. Estudo de inclusões fluidas identificou fluidos compostos por CO2 (Tipo 1), H2O-CO2-sal (Tipo 2) e H2O-sal
(Tipo 3). O volátil CO2 é predominante na fase carbônica. O fluido do Tipo 2 apresenta
densidade baixa a moderada, salinidade entre 1,6 e 11,8 % em peso equivalente de NaCl e foi aprisionado principalmente entre 280° e 350°C. No fluido do Tipo 3 o sistema químico pode conter CaCl2 e, talvez, MgCl2, e a salinidade varia de zero a 10,1% em peso equivalente de
NaCl. Apenas localmente a salinidade atingiu 25% em peso equivalente de NaCl. Esse fluido foi aprisionado principalmente entre 120° e 220°C e foi interpretado como resultado de mistura de fluido aquoso mais quente e levemente mais salino, com fluido mais frio e diluído. Globalmente, o estudo das inclusões fluidas indica estado heterogêneo durante o aprisionamento e ocorrência de separação de fases, mistura, flutuação de pressão e reequilíbrio das inclusões durante aprisionamento. A composição isotópica do fluido em equilíbrio com minerais hidrotermais (quartzo, clorita e calcita e pirita) e de inclusões fluidas apresenta valores de δ18O e δD entre +0,5 e +9,8 ‰, e -49 a -8 ‰, respectivamente. Os valores de δ34
S de pirita (-0,29 ‰ a 3,95 ‰) são provavelmente indicativos da presença de enxofre magmático. Pares minerais forneceram temperaturas de equilíbrio isotópico em geral concordante com as temperaturas de homogeneização de inclusões fluidas e compatíveis com as relações texturais. Os resultados isotópicos, combinados com os dados mineralógicos e de inclusões fluidas são interpretados como produto da evolução de um sistema
magmático-hidrotermal em três estágios. (1) Exsolução de fluido magmático aquoso e portador de CO2
entre 400°C e 320-350°C, seguido de separação de fases e precipitação principal da assembleia clorita-sericita-pirita-quartzo-ouro sob pressões menores que 2,1 kb e a 6-7 km de profundidade. (2) Resfriamento e continuação da exsolução do CO2 do fluido magmático
geraram fluido aquoso, mais pobre a desprovido de CO2 e levemente mais salino, com
aprisionamento dominantemente a 250°-280°C. A assembleia hidrotermal principal ainda precipitou, mas epidoto foi a principal fase nesse estágio. (3) Mistura do fluido aquoso do estágio 2, mais quente e mais salino, com um fluido aquoso mais frio e menos salino, de origem meteórica. Carbonatação está associada com esse estágio. A assembleia hidrotermal e os valores isotópicos indicam que fluido foi neutro a levemente alcalino e relativamente reduzido, que H2S (ou HS-) pode ter sido a espécie de enxofre predominante, e que Au(HS)-2
deve ter sido o complexo transportador de ouro. A deposição do ouro em Moreira Gomes ocorreu em resposta a diversos mecanismos, envolvendo a separação de fases, mistura e reações fluido-rocha. O depósito Moreira Gomes é interpretado como o produto de um sistema magmático-hidrotermal, mas não possui feições clássicas de depósitos relacionados a intrusões graníticas, tanto oxidadas como reduzidas. A idade de deposição do minério (1,86 Ga) sugere que o sistema magmático-hidrotermal pode estar relacionado com a fase final do extenso magmatismo cálcio-alcalino da Suíte Intrusiva Parauari, embora o magmatismo transicional a alcalino da Suíte Intrusiva Maloquinha não possa ser descartado.
Palavras-chave: ouro, Tapajós, Paleoproterozoico, inclusão fluida, isótopos estáveis, granito hospedeiro
ABSTRACT
Moreira Gomes is a recently discovered deposit (preliminary resources of 21.7 t Au) of the Cuiú-Cuiú goldfield, an importante and historical mining área of the Tapajós Gold Province, Amazonian Craton. The mineralized zone is about 1200 m long, 30-50 m wide, and is followed to at least 400 m in depth. The zone is controlled by a subvertical, east-west-trending structure that is related to a left-handed strike-slip fault system. The host rocks in the deposit are predominantly tonalites dated at 1997 ± 2 Ma that are attributed to the magmatic arc or post-collision Creporizão Intrusive Suite. Hydrothermal alteration and mineralization are predominantly of the fissure-filling type and locally pervasive. Sericitization, chloritization, sulfidation, silicification, carbonatization and epidotization are the observed alteration types. Pyrite is by far the predominant sulfide mineral and bears inclusions of chalcopyrite, galena, sphalerite and minor hesite and bismuthinite. Gold occurs predominantly as inclusions in pyrite and subordinately in the free-milling state in quartz veins. Ag, Pb and Bi have been detected by semi-quantitatiive analysis. Three types of fluid inclusions, hosted in quartz veins and veinlets, have been identified. (1) Type 1: one- and two-phase CO2 inclusions; (2) Type
2: two- and three-phase H2O-CO2-salt inclusions, and (3) Type 3: two-phase H2O-salt
inclusions. CO2 is largely the predominat volatile phase in the CO2-bearing inclusions. The
CO2-bearing types 1 and 2 are interpreted as the product of phase separation of an immiscible
fluid. This fluid presentes low to moderate density, low to moderate salinity (1.6 to 11,8 wt.% NaCl equivalent) and was trapped chiefly at 280° to 350°C. In Type 3 fluid, the chemical system may contain CaCl2 and/or MgCl2, salinitye varies from zero to 10.1 wt.% NaCl
equivalent. Only locally salinities up to 25% have been recorded. This fluid was trapped mainly between 120° and 220°C and is interpreted as resulting from mixing of a hotter and more saline aqueous fluid (in part derived from phase separation of the H2O-CO2 fluid) with
a cooler and dilute aqueous fluid. As a whole, the fluid inclusions indicate phase separation, pressure fluctuations, mixing, and reequilibration during trapping. The isotopic composition of inclusion fluids and of the fluid in equilibrium with hydrothermal minerals (quartz, chlorite, and calcite) show δ18O and δD values that range from +0.5 to +9.8‰, and from -49
to -8‰, respectively. The δ34S values of pyrite (-0.29‰ to 3.95‰) are probably related to magmatic sulfur. Mineral pairs show equilibrium isotopic temperatures that are compatible with the fluid inclusion homogenization temperatures and with textural relationships of the hydrothermal minerals. Isotopic results combined with mineralogical and fluid inclusion data
are interpreted to reflect a magmatic-hydrothermal system that evolved in at least three stages. (1) Exsolution of a CO2-bearing magmatic fluid between 400°C and 320-350°C and up to 2.1
kbars (6-7 km in depth) followed by phase separation and main precipitation of the hydrothermal assemblage composed of chlorite-sericite-pyrite-quartz-gold. (2) Cooling and continuous exolution of CO2 producing a CO2-depleted and slightly more saline aqueous
fluid that was trapped mainly at 250°-280°C. The predominant hydrothermal assemblage of stage 1 continued to form, but epidote is the main phase at this stage. (3) Mixing of the stage 2 aqueous fluid with a cooler and dilute aqueous fluid of meteoric origin, whis was responsible for the main carbonatization phase. The composition of the hydrothermal assemblage and the fluid and isotopic composition indicate that the mineralizing fluid was neutral to slightly alkaline, relatively reduced (only locally, more oxidezed conditions have been attained, resulting in the precipitation of barite). H2S (and/or HS-) might have been the
main súlfur species in the fluid and Au(HS)-2 was probably the gold transporting complex. Gold deposition occurred as a consequence of a combination of mechanisms, such as phase separation, mixing and fluid-rock interaction. The Moreira Gomes is a granite-hosted gold deposit that interpreted to be a product of a magmatic-hydrothermal gold system. The age of ore formation (~1.86 Ga) is consistent with the final stages of evolution of the widespread high-K, calc-alkaline Parauari Intrusive Suite, although the ttransitional to predominantly alkaline Maloquinha Intrusive Suite cannot be ruled out. Notwithstanding, the deposit does not show the classic features of (oxidized or reduced) intrusion-related gold deposits of Phanerozoic magmatic arcs.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1 - Localização da Província Aurífera do Tapajós em relação as províncias geocronológicas do Cráton Amazônico_______________________________________ 2 Figura 1.1 - Mapa de localização da região do Cuiú-Cuiú_________________________
3 Figura 2.1 - Mapa geológico do domínio Tapajós_______________________________
8 Figure 1 – Location of the Tapajós Gold Province in relation to the geochronological provinces of the Amazonian Craton__________________________________________ 81 Figure 2 – Geological map of the Tapajós Gold Province, with location of the Cuiú-Cuiú region__________________________________________________________________ 82 Figure 3 – Geological map of the Cuiú-Cuiú region______________________________
83 Figure 4 – Simplified geological map of the Moreira Gomes deposit________________
84 Figure 5 – Aspects of the host rocks at the Moreira Gomes gold deposit______________
85 Figure 6 – Aspects of the hydrothermal alteration at Moreira Gomes________________
86 Figure 7 – Aspects of the fluid inclusions______________________________________
88 Figure 8 – (A-E) Histograms of the microthermometric data of the fluid inclusions; (F) Tht vs. salinity diagram for types 2 and 3 fluid inclusions. L stands for liquid, V stands for vapor_______________________________________________________________ 88 Figure 9 – δ18O vs. δ13C diagram for the hydrothermal calcite of the Moreira Gomes deposit_________________________________________________________________ 89 Figure 10 – Diagram comparing the δ18
O values of quartz, calcite and chlorite. The solid and dashed lines represent equilibrium temperatures between quartz and calcite. See text for explanation__________________________________________________________ 89 Figure 11 – (A) Oxygen isotope composition of the fluid in equilibrium with, quartz, chlorite and calcite. (B) Oxygen and hydrogen isotope composition of the fluid in equilibrium with quartz and chlorite, and hydrogen isotope composition of inclusion fluids extracted from quartz of the Moreira Gomes deposit. The magmatic and metamorphic fields are as defined by Sheppard (1986) and the kaolinite line by Savin and Epstein (1970)_______________________________________________________ 90 Figure 12 – Diagram tentatively showing the temporal evolution of the mineral associations in the different hydrothermal stages________________________________ 91 Figure 13 – Pressure-temperature diagram showing isochores covering the range of compositions and densities of aqueous-carbonic (thick solid lines) and aqueous (thick dotted lines) inclusions from Moreira Gomes___________________________________ 92
LISTA DE TABELAS
Table 1: Fluid characteristics available for some deposits and showings of the Cuiú-Cuiú goldfield _______________________________________________________________ 93 Table 2: Stable isotope results_______________________________________________
SUMÁRIO DEDICATÓRIA ... iv AGRADECIMENTOS ... v EPÍGRAFE ... vi RESUMO ... vii ABSTRACT ... ix 1 INTRODUÇÃO ... 1 1.1 LOCALIZAÇÃO E ACESSO ... 2 1.2 PROBLEMÁTICA ... 4 1.3 OBJETIVOS ... 5
2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ... 6
2.1 DOMÍNIO TAPAJÓS ... 7
2.2 LITOESTRATIGRAFIA ... 9
2.3 EVOLUÇÃO GEOLÓGICA DO DOMÍNIO TAPAJÓS ... 23
2.4 METALOGÊNESE DO DOMÍNIO TAPAJÓS ... 26
3 MATERIAIS E MÉTODOS ... 30
4. The Moreira Gomes deposit of the Cuiú-Cuiú goldfield: fluid inclusions and stable isotope constraints and implications for the genesis of granite-hosted gold mineralization in the Tapajós Gold Province, Brazil... 34
Abstract... 34
1. Introduction... 37
2. Geological Setting... 38
3. Analytical procedures... 41
4. Geology of the Cuiú-Cuiú goldfield... 43
6. Geology of the Moreira Gomes gold deposit... 46
6.1. Structure and host rocks... 46
6.2. Hydrotermal alteration... 47
7. Fluid inclusions... 50
7.1. Types and distribution... 50
7.2. Microthermometric results... 51
7.3. Composition and density... 52
7.4. Origin of the fluid inclusion populations... 53
8. Stable isotopes... 54
8.1. Results... 55
8.2. Isotope thermometry... 56
8.3. Fluid composition and sources... 57
9. Discussions... 59
9.1. Evolution of the hydrothermal system... 59
9.2. Gold transport and deposition... 60
9.3. Genetic model... 62 10. Conclusions... 64 References... 66 Figure Captions... 78 5 SUMÁRIO CONCLUSIVO... 96 REFERÊNCIAS... 98
1 INTRODUÇÃO
A Província Aurífera do Tapajós (PAT), localizada na porção central do Cráton Amazônico (Fig. 1), possui área de cerca de 140.000 km2 (Almeida et al. 1981), abrangendo parte dos municípios de Itaituba, Jacareacanga e Novo Progresso no estado do Pará, e uma pequena parte do município de Maués no sudeste do estado do Amazonas. É uma importante província mineral do Brasil. Conta com mais de duas centenas de ocorrências auríferas primárias, supergênicas e aluvionares (Klein et al. 2002) e se constitui em um dos principais atrativos para a pesquisa mineral do país.
A atividade mineradora artesanal (garimpeira) teve início em 1958, com produção não oficial de 600 t de ouro (essencialmente aluvionar) ao longo das três primeiras décadas, tornando-se a principal produtora de ouro do Brasil entre as décadas de 1970 e 1990. Klein & Carvalho (2008 e suas referências) relatam que a atividade garimpeira oficial produziu 90 t Au entre 1985 e 1995, e no ano de 2003 a produção garimpeira oficial chegou a 4 t Au. Em 2007, foi de 2,2 t Au, correspondendo a 63% da produção garimpeira do estado do Pará.
No final da década de 1990, a produção aurífera aluvionar entrou em declínio. O esgotamento dessas reservas aluvionares nas áreas tradicionalmente garimpadas levou à descoberta de dezenas de jazimentos primários, passando assim a exigir técnicas de explotação mais apropriadas, capazes de alcançar minério aurífero primário com maiores teores de metal.
O campo mineralizado do Cuiú-Cuiú localiza-se aproximadamente na porção central da PAT e é uma das mais antigas áreas de garimpagem na província, com produção histórica estimada em 46-62 t Au (McMahon 2011) e oriunda essencialmente da garimpagem das aluviões e de perfis supergênicos. Esse campo mineralizado possui várias ocorrências, alvos em exploração e depósitos auríferos (Central, Raimundinha, Pau da Merenda, Guarim, Jerimum de Cima, Jerimum de Baixo, Nhô, Moreira Gomes, Babi e outros menos conhecidos). Os dados mais recentes indicam recursos de 21,7 t de ouro com teor de 1,5 (g/t) para Moreira Gomes e 15,5 t de ouro com teor de 0,9 (g/t) para Central.
A área selecionada para estudo dentro desse campo é o depósito Moreira Gomes, com o intuito geral de se obter dados sobre a gênese do minério neste depósito e assim contribuir para o entendimento da mineralização do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú e, por extensão, da Província Tapajós.
Figura 1 – Localização da Província Aurífera do Tapajós (polígono) em relação às províncias geocronológicas do Cráton Amazônico (de acordo com Vasquez et al. 2008, modificado de Santos et al. 2003).
1.1 LOCALIZAÇÃO E ACESSO
O campo mineralizado do Cuiú-Cuiú (Fig. 1.1) localiza-se próximo à vila homônima, no município de Itaituba, estado do Pará, aproximadamente 180 km a SW da sede municipal e 1000 km a WSW da capital estadual, Belém. O acesso à vila do Cuiú-Cuú, partindo de Belém-PA, pode ser feito via aérea por meio de voos comerciais, até a cidade de Itaituba, a partir de onde se utilizam aviões mono ou bimotores fretados até a pista de pouso da vila do Cuiú-Cuiú. Outra forma de acesso é fluvial, por meio de barco pelos rios Tapajós e Crepori.
1.2 PROBLEMÁTICA
A PAT tem sido alvo de estudos metalogenéticos em escala de depósito e de província. Devido à escassez de afloramentos, do conhecimento geológico existente ainda na escala de reconhecimento, da carência de dados científicos tanto em escala de província como de campo, não existe um modelo geológico-metalogenético unificado para a PAT. Discute-se ainda a existência de uma ou mais classes de depósitos e de uma ou mais épocas metalogenéticas para essa província (Santos et al. 2001, Klein et al. 2002, Juliani et al. 2005, Coutinho 2008). Os principais modelos geológico-metalogenéticos propostos incluem as classes de depósitos de ouro orogênicos, epitermais, pórfiros e relacionados à intrusão (Dreher
et al. 1998, Santos et al. 2001, Klein et al. 2002, Juliani et al. 2005, 2012, Coutinho 2008, Echeverrí-Misas et al. 2013).
Apesar da produção aurífera histórica e atividade mineradora na área, o campo mineralizado do Cuiú-Cuiú recebeu apenas estudos de reconhecimento. Alguns estudos nessa área são centrados em depósitos individuais, focalizando os controles locais e aspectos como inclusões fluidas, isótopos estáveis e radiogênicos, mineralogia hidrotermal e estrutura (Klein
et al. 2001b, Coutinho 2008).
No campo mineralizado do Cuiú-Cuiú, afloramentos são raros. Características das rochas e efeitos da mineralização são mais bem observados em testemunhos de sondagem. Em 2004, a empresa Magellan Minerals adquiriu os direitos de exploração mineral sobre a área. Trabalhos realizados até o final de outubro de 2010, envolvendo geoquímica de solo, bem como um detalhado levantamento aerogeofísico radiométrico e magnético foram concluídos pela mineradora. Com esses trabalhos várias anomalias de solo já foram identificadas, entre elas uma no então alvo Moreira Gomes. Posterior sondagem permitiu a delimitação de uma reserva parcial de 21 t de ouro (McMahon 2011) e elevação de Moreira Gomes à categoria de depósito.
Embora alguns dados sobre rochas mineralizadas e alteração hidrotermal estejam disponíveis em relatórios da mineradora detentora dos direitos minerários (McMahon 2011), nenhum outro estudo foi ainda efetuado e nada se conhece sobre a gênese do minério no depósito Moreira Gomes. Especialmente porque, diferentemente de outros jazimentos da Província Tapajós, Moreira Gomes não era garimpo, tendo sido descoberto pelos métodos tradicionais de exploração mineral (geofísica, geoquímica, sondagem). Nesse âmbito, torna-se
relevante, entre outros, o estudo da alteração hidrotermal responsável pela deposição do minério e a caracterização dos fluidos mineralizadores neste depósito.
1.3 OBJETIVOS
Esta dissertação está inserida numa proposta maior que visa ao estabelecimento do modelo geológico-metalogenético para o campo mineralizado do Cuiú-Cuiú. Para tal, se faz necessário, entre outros, conhecer as rochas hospedeiras do minério, o entendimento dos processos hidrotermais responsáveis pela mineralização aurífera nos diversos alvos, depósitos e ocorrências, com enfoque nas mudanças mineralógicas e texturais das rochas, na determinação da(s) fonte(s) de fluidos e solutos responsáveis pela mineralização e nas principais características físico-químicas do sistema de fluidos. Esses aspectos foram investigados no depósito Moreira Gomes, de forma a contribuir com o objetivo maior.
1.3.1 Objetivos específicos
• identificação da mineralogia e definição das rochas hospedeiras do minério e do(s) tipo(s) de alteração hidrotermal impressos nessas rochas, incluindo os relacionado(s) com a mineralização aurífera;
• determinação das características físico-químicas (P,T e composição) do sistema de fluidos gerador da mineralização; e
2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
O Cráton Amazônico é uma das maiores áreas com rochas de idade arqueano-proterozoica e uma das principais unidades tectônicas da América do Sul. Localiza-se ao norte da plataforma Sul-Americana (Almeida et al. 2000) e abrange uma área de aproximadamente 4.500.000 km2.É constituído pelos escudos das Guianas e Brasil Central, os quais são separados pela expressiva faixa sedimentar das bacias do Amazonas e Solimões. Limita-se a oeste pela cadeia andina, a leste, sul e sudeste pelos cinturões neoproterozoicos Araguaia e Paraguai, e ao norte pelo oceano Atlântico e Venezuela (Santos et al. 2000).
Vários modelos de compartimentação tectônica têm sido propostos para o Cráton Amazônico (Amaral 1974, Cordani et al. 1979, Teixeira et al. 1989, Santos et al. 2000, Tassinari et al. 2000). As compartimentações tectônico-geocronológicas de Santos et al. (2000) e Tassinari & Macambira (2004) tem sido as mais utilizadas (vide Fig. 1). Ambas admitem que a evolução do Cráton Amazônico é resultante de sucessivos episódios de acresção crustal durante o Paleoproterozoico e o Mesoproterozoico em volta de um núcleo mais antigo estabilizado no final do Arqueano. A discordância entre essas propostas está, sobretudo, nos limites temporais e espaciais das províncias tectônico-geocronológicas e, também, na interpretação da evolução das mesmas.
A província de maior interesse para este trabalho é a Província Tapajós-Parima, segundo o conceito de Santos et al. (2000), pois é onde se localiza a Província Aurífera Tapajós. Esta apresenta orientação NW-SE e se estende do norte do Mato Grosso até o sul da Venezuela, com 1900 km de comprimento e 180-280 km de largura. É composta por rochas de derivação mantélica relacionadas a um arco magmático (Tassinari & Macambira 2004 e suas referências). Já de acordo com Santos et al. (2001, 2004) a evolução desta província é marcada por sucessivos arcos de ilha e magmáticos acrescidos à borda de um continente. Santos et al. (2001) dividiram a província em quatro domínios (vide Fig. 1), a saber: Parima e Uaimiri, localizados ao norte da bacia do Amazonas, e Tapajós e Alta Floresta ao sul da bacia. Nesse contexto geotectônico, a Província Aurífera Tapajós coincide praticamente com os limites do domínio Tapajós. Dessa forma, é relevante tratar apenas a geologia deste domínio.
2.1 DOMÍNIO TAPAJÓS
O domínio Tapajós (Fig. 2.1), segundo revisão mais recente de Vasquez et al. (2008), é o segmento central da Província Tapajós-Parima, e se limita a leste com o domínio Iriri-Xingu, sendo recoberto ao norte e ao sul respectivamente pelas bacias fanerozoicas do Amazonas e Alto Tapajós.
Atualmente, se discutem dois modelos de evolução geológica para o domínio. O modelo proposto por Santos et al. (2004 e suas referencias) envolve acresção de sucessivos arcos magmáticos entre 2050 e 1877 Ma durante quatro episódios orogênicos. Vasquez et al. (2008 e suas referencias) admitiram que apenas um arco magmático orosiriano (< 2,0 Ga) desenvolvido em diferentes estágios de um evento orogênico (vide discussão no item 2.4). Zonas de cisalhamento transcorrentes de direção NW-SE definem a estruturação principal do domínio Tapajós e compõem um megassistema sinistral, segundo a conceituação de Santos & Coutinho (2008).
2.2 LITOESTRATIGRAFIA
Será apresentada uma compilação da litoestratigrafia do domínio Tapajós baseada em Vasquez et al. (2008 e sua referências). Esses autores agruparam as diversas unidades em associações tectônicas (vide Fig. 2.1), que se desenvolveram em diferentes estágios evolutivos do domínio (vide também item 2.3).
2.2.1 Sequência metavulcanossedimentar
2.2.1.1 Grupo Jacareacanga
Melo et al. (1980) designaram inicialmente de Suíte Metamórfica Jacareacanga as rochas metavulcanossedimentares que afloram do sudoeste do Pará ao sudeste do Amazonas. Posteriormente, Ferreira et al. (2000) renomearam a unidade como Grupo Jacareacanga, subdividido-o em duas unidades, denominadas Unidade Xisto e Unidade Quartzito. A
Unidade Xisto constitui-se de rochas metassedimentares pelíticas e psamíticas, e de rochas
metavulcânicas máfico-ultramáficas subordinadas, que incluem xistos, filitos, metargilitos e metagrauvacas. A Unidade Quartzito é composta por quartzitos, formações ferríferas bandadas e metacherts.
Este grupo ocorre em faixas alongadas segundo a direção NW-SE a NNW-SSE. A foliação geralmente segue o trend regional NW-SE. Segundo Ferreira et al. (2000) e Almeida
et al. (2000), localmente, as rochas apresentam dobras assimétricas, estruturas S-C e
superfícies de crenulação.
De acordo com Melo et al. (1980), os xistos máficos foram metamorfisados sob condições da fácies xisto verde a epidoto-anfibolito. Por outro lado, Ferreira et al. (2000) sugerem condições anquimetamórficas para as metagrauvacas e metargilitos.
Cristais detríticos de zircão de rochas paraderivadas mostram idades de 2098 a 2875 Ma, com predominância de idades em torno de 2100 Ma (Vasquez et al. 2008 e suas referências). Um metaturbidito apresentou uma população de cristais detríticos de zircão com idades entre 2125-2098 Ma (U-Pb, ID-TIMS). Esses cristais foram interpretados como derivados de rochas magmáticas jovens formadas em ambientes de retroarco, e definem a idade máxima do Grupo Jacareacanga (Santos et al. 2001).
Segundo Melo et al. (1980), rochas metamáficas e metaultramáficas deste grupo apresentam uma assinatura de basaltos toleiíticos oceânicos, localmente magnesianos. Para Ferreira et al. (2000), as sucessões siliciclásticas e químicas foram depositadas em ambiente plataformal, com subordinado vulcanismo máfico-ultramáfico associado. Já Santos et al. (2001) as interpretam como uma seqüência turbidítica, intercalada com basaltos oceânicos, relacionada a bacias de retroarco e de fossa oceânica.
2.2.2 Magmatismo Orogênico
2.2.2.1 Complexo Cuiú-Cuiú
O Complexo Cuiú-Cuiú (Pessoa et al. 1977; Almeida et al. 2000) é constituído por ortognaisses tonalíticos e granodioríticos, com subordinados termos monzograníticos, quartzo dioríticos, quartzo monzodioríticos e dioríticos. Esses gnaisses hospedam diques e apófises, além de enclaves lenticulares máficos, metaultramáficos e raramente de paragnaisses (Melo et
al. 1980; Almeida et al. 2000, Ferreira et al. 2000, Klein & Vasquez 2000, Vasquez & Klein 2000).
Os corpos de gnaisses mostram orientação segundo o trend regional NW-SE. O bandamento composicional está orientado segundo N10º-20ºE/60º-80ºSE, transposto localmente por foliação milonítica de atitude N35ºE/subvertical (estruturas S-C) (Almeida et
al. 2000, Bahia & Quadros 2000, Klein & Vasquez 2000, Vasquez & Klein 2000). Este padrão estrutural é comum, porém localmente ocorrem inflexões da foliação para NW-SE e NNW-SSE. Feições microtexturais e migmatíticas e presença de enclaves de anfibolito e de paragnaisses, sugerem que as rochas desse complexo foram submetidas a metamorfismo de alto grau, compatíveis com a fácies anfibolito superior (Almeida et al. 2000, Vasquez & Klein 2000).
Santos et al. (2000, 2001) obtiveram idades entre 2033 ±7 e 2005 ± 7 Ma (U-Pb, SHRIMP) em zircão para ortognaisses e granitoides. Dados de isótopos de Nd (εNd2,01Ga de +2,6 e +1,8 e TDM de 2,09 e 2,16 Ga – Sato & Tassinari 1997) para tonalitos relacionados a este complexo indicam assinatura juvenil paleoproterozoica.
Essas rochas apresentam afinidade cálcio-alcalina e a sua gênese relaciona-se a arcos magmáticos pouco evoluídos associados à subdução de litosfera oceânica (Vasquez et al.
2002, Santos et al. 2004, Coutinho et al. 2008), possivelmente em ambiente de arco de ilhas (Santos et al. 2004). Os leucogranitos peraluminosos se assemelham aos granitos de fusão crustal relacionados à colisão de litosfera continental (Vasquez et al. 2002).
2.2.2.2 Formação Vila Riozinho
Rochas vulcânicas intermediárias e félsicas aflorantes próximo à localidade de Vila Riozinho e no rio Jamanxim e anteriormente mapeadas como pertencentes ao Grupo Iriri (Klein & Vasquez 2000) foram reunidas por Lamarão et al. (2005) na Formação Vila Riozinho, com base em informações químicas e geocronológicas que diferem daquelas existentes para o Grupo Iriri. A formação é constituída por andesitos basálticos, traquiandesitos basálticos, traquitos e riolitos. As rochas andesíticas contêm fenocristais de plagioclásio, clinopiroxênio, anfibólio tardio e biotita. Os traquitos apresentam fenocristais de plagioclásio, feldspato alcalino (subordinado), biotita e anfibólio. A matriz felsítica é pobre em quartzo. Os riolitos mostram fenocristais de feldspatos e, subordinadamente, de quartzo (Lamarão et al. 2002).
As rochas vulcânicas da Formação Vila Riozinho forneceram idades de cristalização (Pb-Pb em zircão) de 2000 ± 4 e 1998 ± 3 Ma (Lamarão et al. 2002). Com base nessas idades e nas assinaturas dos isótopos de Nd (εNd2,0 Ga de -1,09 a -3,71 e TDM de 2,49 a 2,28 Ga),
Lamarão et al. (2005) sugerem que essas rochas podem ter se formado por mistura de magma juvenil paleoproterozoico, contaminado pela assimilação de rochas arqueanas ou pela interação com um magma derivado de uma fonte arqueana. Estes autores sugerem também que estas rochas podem representar, alternativamente, a refusão de uma crosta siálica com cerca de 2,2 Ga, a partir de underplating de magmas máficos.
Os dados geoquímicos em rocha total apresentados por Lamarão et al. (2002) revelaram que as rochas vulcânicas possuem assinatura cálcio-alcalina de alto potássio a shoshonítica, similar à de arcos magmáticos maturos.
2.2.2.3 Suíte Intrusiva Creporizão
Granitoides comumentemente milonitizados que afloram nas porções centro-leste e sudeste do domínio Tapajós e que eram previamente incluídos no Complexo Cuiú-Cuiú foram denominados Suíte Intrusiva Creporizão por Ricci et al. (1999). As rochas são sienogranitos e monzogranitos, com biotita, e raramente hornblenda granodioritos, tonalitos e quartzo monzodioritos. Esses granitoides hospedam enclaves microgranulares máficos relacionados à mistura de magmas (mingling), diques sinplutônicos e xenólitos de ortognaisses (Klein & Vasquez 2000).
Os corpos graníticos desta suíte ocorrem como batólitos orientados segundo o trend regional NW-SE. A deformação dúctil é heterogênea. Segundo Klein & Vasquez (2000) e Vasquez & Klein (2000), a foliação milonítica tem direção N10º-20ºW, com mergulhos (70º - 80º) para ENE e WSW, a qual, associada à lineação de estiramento mineral suborizontal, define o caráter transcorrente das zonas de cisalhamento que controlaram o alojamento dos corpos graníticos desta suíte. Ricci et al. (1999) e Vasquez et al. (2002), com base nos aspectos microtexturais dos granitoides, sugerem que os mesmos foram alojados e deformados em condições da fácies anfibolito.
Idades entre1957 ± 6 Ma e 1997 ± 3 Ma (U-Pb e Pb-Pb em zircão) foram obtidas para granitoides da suíte (Santos et al. 2001, Vasquez & Klein 2000, Silva Jr. et al. 2012). Lamarão et al. (2002) apresentaram idades (Pb-Pb em zircão) de 1981 ± 2 e 1983 ± 8 Ma para o Granito São Jorge Velho, que pode ser correlacionado a esta suíte (Vasquez et al. 2008).
Os granitoides da Suíte Intrusiva Creporizão apresentam assinatura cálcio-alcalina mais evoluída que a daqueles do Complexo Cuiú-Cuiú. Vasquez et al. (2002) advogam que provavelmente são granitos tardios de ambientes colisionais com padrões geoquímicos de arco magmático preservados. Contudo, evento colisional não foi ainda claramente definido para o domínio Tapajós. Santos et al. (2004) interpretam a assinatura geoquímica como relacionada a outro arco magmático, mais jovem que o dos granitoides do Complexo Cuiú-Cuiú (vide item 2.3).
2.2.3 Magmatismo Pós-Orogênico
2.3.3.1 Suíte Intrusiva Tropas
Santos et al. (2001), ao datarem diorito recuperado por testemunho de sondagem no depósito aurífero do Ouro Roxo e previamente incluso no Complexo Cuiú-Cuiú, encontraram idade incompatível com esta última unidade e propuseram a Suíte Tropas, sem apresentar cartografia da unidade. Ferreira et al. (2004) cartografaram, por interpretação de sensores remotos, um corpo na porção central da província e a redefiniram como Suíte Intrusiva Tropas.
A Suíte Intrusiva Tropas é composta por tonalitos, dioritos, quartzo dioritos, granodioritos e monzogranitos. Esses granitoides comumente hospedam xenólitos de basalto e andesito. São hidrotermalmente alterados para clorita, epídoto, albita, leucoxênio e pirita (Santos et al. 2001).
Santos et al. (2001, 2004) obtiveram idades (U-Pb) que variam entre 1907 ± 9 e 1892 ± 6 Ma em zircão e titanita de rochas dessa suíte. Santos et al. (2004) interpretam a assinatura cálcio-alcalina das rochas da Suíte Intrusiva Tropas como relacionada a ambiente de arco de ilha, formado em torno de 1,9 Ga. Os mesmos autores advogam também que as formações sedimentares Abacaxis e Sequeiro (que afloram no Amazonas) seriam remanescentes das bacias relacionadas a este arco.
2.2.3.2 Grupo Iriri
As rochas vulcânicas, que ocorrem no domínio Iriri-Xingu da Província Amazônia Central e no domínio Tapajós, foram inicialmente reunidas na Formação Iriri (Forman et al. 1972). Posteriormente, Pessoa et al. (1977) elevaram a unidade à categoria de grupo, subdividindo-o nas formações Salustiano e Aruri.
A Formação Salustiano é composta predominantemente por derrames de rochas vulcânicas félsicas como riolitos, riodacitos e dacitos porfiríticos. A Formação Aruri constitui-se principalmente por rochas vulcanoclásticas e epiclásticas como ignimbritos, brechas vulcânicas, tufos félsicos, conglomerados, arenitos e siltitos ricos em detritos vulcanogênicos.
As rochas vulcânicas formam relevo arrasado e cristas esparsas de rochas vulcanoclásticas orientam-se segundo NNW-SSE. Além disso, altos topográficos semicirculares dispostos em arranjos concêntricos, falhas e fraturas radiais e anelares, e depressões topográficas semicirculares são descritos por Juliani et al. (2005) que interpretaram as feições como complexos de caldeiras vulcânicas. Bahia & Quadros (2000) sugeriram que as rochas da Formação Aruri se depositaram em ambiente de lagos continentais nas proximidades de vulcões, tendo como base estruturas primárias e microtexturas indicativas de retrabalhamento.
Os riolitos e ignimbritos do Grupo Iriri no domínio Tapajós forneceram idades de cristalização (Pb-Pb e U-Pb em zircão) entre 1890 ± 6 e 1870 ± 8 Ma (Dall’Agnol et al.1999, Lamarão et al. 2002). Neste grupo estão incluídas as idades obtidas na Formação Moraes Almeida, proposta por Lamarão et al. (2002), mas incluída por Vasquez et al. (2008) no Grupo Iriri. Dados de isótopos de Nd (εNd1,88Ga de -2,26 a -3,05 e TDM de 2,44 a 2,30 Ga –
Lamarão et al. 2005) para as rochas vulcânicas félsicas, sugerem fontes crustais dominantemente paleoproterozoicas, mas incluem componentes arqueanas.
As rochas vulcânicas félsicas apresentam assinatura cálcio-alcalina que transiciona para alcalina aluminosa (meta e peraluminosa), localmente peralcalina (Vasquez et al. 2008). O caráter dúbio dessas rochas pode indicar que diferentes conjuntos de rocha estejam reunidos nesse grupo. De modo geral, os riolitos apresentam uma assinatura alcalina aluminosa de ambiente intraplaca (Lamarão et al. 2002, Fernandes 2005) e há indícios de que esse vulcanismo esteja associado a uma SLIP – Silicic Large Igneous Province (Klein et al. 2012).
2.2.3.3 Formação Bom Jardim
A denominação Formação Bom Jardim foi proposta por Ferreira et al. (2000) para reunir as rochas andesíticas a basálticas que afloram nas porções central e oeste do domínio Tapajós. Essa unidade é composta por andesitos, basaltos (subordinados), traquitos e latitos (Vasquez et al. 2008). Estão inseridos nessa formação diques informalmente denominados Andesitos Joel-Mamoal por Vasquez & Klein (2000) e Lamprófiros Jamanxim por Almeida et
al. (1977), que ocorrem nas porções leste e central do domínio Tapajós, orientados segundo
Lamarão et al. (2002) dataram um traquito e obtiveram uma idade de cristalização de 1881 ± 4 Ma (Pb-Pb em zircão). Dados de isótopos de Nd dos diques andesíticos (εNd1,9 Ga de
-2,38 e TDM de 2,26 Ga – Santos et al. 2000) e de um traquito (εNd1,88 Ga de -1,98 e TDM de
2,29 Ga – Lamarão et al. 2005) sugerem fontes paleoproterozoicas, com pequena contribuição crustal mais antiga. Estas rochas apresentam assinatura cálcio-alcalina de alto K a shoshonítica (Ferreira et al. 2000, Vasquez & Ricci 2002).
2.2.3.4 Suíte Intrusiva Parauari
Santos et al. (1975) denominaram de Granito Parauari aos corpos graníticos aflorantes nos rios Tapajós e Parauari. Posteriormente, novas ocorrências foram mapeadas e Almeida et
al. (2000) elevaram essa unidade de categoria, designando-a Suíte Intrusiva Parauari.
Duas fácies petrográficas são identificadas nos corpos desta suíte, uma granodiorítica e outra granítica (Almeida et al. 2000, Vasquez & Klein 2000, Bahia & Quadros 2000). Na primeira predominam granodioritos portadores de biotita e hornblenda. Monzogranitos, tonalitos e quartzo monzonitos são subordinados. Na segunda fácies predominam monzo e sienogranitos com biotita e hornblenda.
Os batólitos e plútons da suíte apresentam-se orientados segundo o trend regional NW-SE. Em geral, os corpos de granodiorito não apresentam deformação tectônica importante, mas apresentam uma foliação protomilonítica nas porções afetadas por zonas de cisalhamento de orientação NW-SE, havendo apenas uma tênue orientação dos fenocristais e rara foliação protomilonítica na fácies granítica.
Diversos corpos graníticos da Suíte Intrusiva Parauari apresentam idades de cristalização (Pb e U-Pb em zircão) entre 1891 ± 3 e 1879 ± 11 Ma (Brito et al. 1999, Santos
et al. 2000, 2001, 2004, Vasquez & Klein (2000).
Segundo Almeida et al. (2000) e Santos et al. (2004), os granitoides dessa suíte são cálcio-alcalinos de médio a alto potássio. Para Vasquez et al. (2002) essas rochas estão relacionadas ao estágio tardio da colisão do arco Cuiú-Cuiú, mas com preservação da assinatura de arco magmático de sua fonte. Já Santos et al. (2004) atribuem esta assinatura cálcio-alcalina a um arco magmático continental de 1885 a 1877 Ma.
2.2.3.5 Suíte Intrusiva Ingarana
Pessoa et al. (1977) reuniram intrusões gabroicas aflorantes nos igarapés Ingarana e Bom Jardim na unidade Gabro Ingarana. Bahia & Quadros (2000) elevaram a unidade à hierarquia de suíte intrusiva, após identificarem outros corpos gabroicos correlatos. A suíte é composta por gabros, gabronoritos, leuconoritos, diabásios e microgabros, bem como subordinados monzogabros, dioritos e monzodioritos. Os corpos da Suíte Intrusiva Ingarana apresentam, em geral, formas irregulares, e são orientados segundo E-W e NW-SE.
Vasquez & Klein (2000) dataram um leuconorito dessa suíte, que forneceu idade de cristalização de 1887 ± 3 Ma (Pb-Pb em zircão). Santos et al. (2004) apresentaram idades de cristalização entre 1881 ± , 1880 ± 7 e 1881 ± 11 Ma (U-Pb em zircão e baddeleyita). Com base em dados de isótopos de Nd (εNd1,9 Ga de -0,87 e TDM de 2,24 Ga) para um gabro,
Santos et al. (2000) sugeriram uma fonte juvenil paleoproterozoica com uma contaminação crustal pequena. Em estudos litogeoquímicos, Bahia & Quadros (2000) e Almeida et al. (2000) identificaram uma assinatura cálcio-alcalina de alto potássio com enriquecimento em alumínio para as rochas gabroicas, caracterizando rochas de ambiente de arco magmático.
2.2.3.6 Olivina Gabro Rio Novo
Andrade & Urdininea (1972) individualizaram um corpo máfico aflorante na foz do rio Novo. Posteriormente, Vasquez & Klein (2000) denominaram-no Olivina Gabro Rio Novo. Trata-se de um corpo alongado segundo NW-SE, no qual predominam gabros isotrópicos, com granulação média a grossa. As rochas comumente apresentam alteração hidrotermal e cataclase.
Vasquez et al. (2000) obtiveram idades médias de 1999 ± 3 e 1967 ± 3 Ma em duas populações de zircão, e um cristal com idade de 1878 ± 3 Ma (Pb-Pb em zircão). Segundo estes autores, os resultados são pouco conclusivos para caracterizar a idade do magmatismo máfico. Além disso, consideraram os dados conflitantes com as relações de campo. Vasquez
et al. (2000) sugeriram que, provavelmente, os cristais mais antigos que 1,88 Ga podem ser
herdados e os mais jovens podem estar mais próximos da idade mínima de cristalização do corpo.
2.2.3.7 Anortosito Jutaí
Trata-se de um corpo máfico elipsoidal que aflora no norte do domínio Tapajós, próximo à rodovia Transamazônica (BR-230), e que era considerado como pertencente à Suíte Intrusiva Ingarana por Bahia & Quadros (2000). Ferreira et al. (2004) individualizaram a unidade e a denominaram Anortosito Jutaí, para destacar o litotipo dominante.
Esta unidade é composta por anortositos e magnetita gabros, em geral, equigranulares, médios e isótropos. Estas rochas apresentam alteração hidrotermal, com substituição de hornblenda por actinolita e biotita, bem como cloritização, com pirita e ouro disseminados em pequenos veios de quartzo (Vasquez et al. 2008). Santos et al. (2001) determinaram idade de 1878 ± 8 Ma (U-Pb, SHRIMP em titanita) para esta unidade.
2.2.3.8 Gabro São Domingos
Na porção centro-leste do domínio Tapajós, ocorre um platô laterítico nos arredores do garimpo São Domingos. Anomalias magnéticas sugerem a presença de um corpo máfico em subsuperfície, e o perfil de alteração intempérica é também típico de rochas máficas. Apesar da ausência de afloramentos, foram encontrados gabros em furos de sonda realizados por empresas que prospectam ouro na área. Vasquez et al. (2008) utilizaram a denominação Gabro São Domingos para designar esta ocorrência.
Por correlação com o magmatismo máfico da região, já datado (Suíte Intrusiva Ingarana, Anortosito Jutaí), ao qual comumentemente estão associadas mineralizações auríferas, Vasquez et al. (2008) atribuíram uma idade paleoproterozoica ao Gabro São Domingos.
2.2.3.9 Gabro Serra Comprida
Vasquez & Klein (2000) denominaram de Gabro Serra Comprida um corpo com forma alongada, que se destaca como uma crista orientada segundo NNW-SSE, com platôs lateríticos no topo, que ocorre no interflúvio dos rios Novo e Inambé, na porção centro-sul do
domínio Tapajós. A unidade é formada por gabros (litotipo dominante) e dioritos inequigranulares, de granulação média a grossa e isótropos.
Uma idade paleoproterozoica entre 1,90 e 1,88 Ga foi sugerida por Vasquez & Klein (2000) para a unidade, com base na correlação com os corpos máficos já datados que ocorrem na região (Suíte Intrusiva Ingarana, Anortosito Jutaí).
2.2.3.10 Quartzo Monzogabro Igarapé Jenipapo
Klein & Vasquez (2000) denominaram Quartzo Monzogabro Igarapé Jenipapo a uma pequena intrusão nos granitoides da Suíte Intrusiva Creporizão, orientada segundo E-W e localizada na área da mina Crepori, próximo à vila Creporizão, na porção central do domínio Tapajós.
O corpo intrusivo é composto de quartzo monzogabros (predominante), com subordinados quartzo monzonitos, microgabros e diques de quartzo sienito microgranulares associados. Os quartzo monzogabros são inequigranulares, de granulação média e isótropos. Apresentam intensa alteração hidrotermal (cloritização, sericitização, carbonatação e saussuritização), possivelmente relacionada às ocorrências auríferas filoneanas com sulfetos associados que ocorrem nas proximidades (Vasquez et al. 2008).
Nas porções central e oeste do domínio Tapajós, rochas semelhantes foram identificadas por Almeida et al. (2000) e relacionadas à Suíte Intrusiva Ingarana, o que sugere uma provável correlação dessa unidade ao magmatismo que gerou esta suíte.
2.2.4 Magmatismo Intracontinental
2.2.4.1 Suíte Intrusiva Maloquinha
Andrade et al. (1978) propuseram a designação Suíte Intrusiva Maloquinha, em substituição a Granito Maloquinha (Santos et al. 1975), para agrupar corpos graníticos tidos como circulares e que ocorreriam amplamente distribuídos no domínio Tapajós. Posteriormente, verificou-se que os corpos não seriam unicamente circulares, mas os stocks e batólitos têm também formas elipsoidais e irregulares e são geralmente orientados segundo
direções que variam de N-S a NW-SE (Bahia & Quadros, 2000; Klein & Vasquez, 2000; Vasquez & Klein, 2000).
Duas fácies petrográficas foram identificadas nos corpos desta suíte (Almeida et al. 2000, Vasquez & Klein 2000, Bahia & Quadros 2000). Os corpos da fácies com biotita são compostos por leucossienogranitos rosados com subordinados feldspato-alcalino granitos e leucomonzogranitos. Nos corpos da fácies com anfibólio predominam granitos acinzentados a avermelhados, com teores elevados de minerais máficos. São anfibólio-biotita sienogranitos e monzogranitos, com subordinados quartzo sienitos e quartzo monzonitos com anfibólio e biotita.
Vasquez et al. (1999) e Lamarão et al. (2002) obtiveram idade de cristalização de 1882 ± 4 e 1880 ± 9 Ma (Pb-Pb em zircão) para granitos da suíte. Santos et al. (2001) apresentaram idades entre 1877 ± 12 e 1864 ± 18 Ma (U-Pb em zircão) e identificaram populações de cristais de zircão herdados neoarqueanas a orosirianas. Dados de isótopos de Nd (εNd1,88 Ga de -0,72 a -2,45 e TDM de 2,28 a 2,23 Ga – Lamarão et al. 2005) sugerem
fontes paleoproterozoicas. Contudo, a assinatura isotópica de outros granitos correlatos a esta suíte (εNd1,87 Ga de -2,84 e -6,67 e TDM de 2,53 e 2,60 Ga – Santos et al. 2000), indicam a
participação de crosta arqueana na origem, o que é compatível com a presença de zircões herdados neoarqueanos. A natureza química dos granitos revela uma afinidade alcalina (tipo A), típica de ambientes extensionais intracontinentais (Brito et al. 1997, Vasquez et al. 2002, Lamarão et al. 2002).
2.2.4.2 Granito Pepita
Trata-se de um batólito granítico de forma elipsoidal, orientado segundo NNW-SSE, que ocorre na margem direita do rio Tapajós, o qual era incluído na Suíte Intrusiva Maloquinha (Melo et al. 1980). Almeida et al. (2000) distinguiram-no dos granitos desta suíte, denominando-o de Granito Pepita com base na ocorrência de anfibólios e piroxênios sódicos neste granito. A unidade constituiu-se de feldspato alcalino granitos, hololeucocráticos, de cores rosa avermelhada e amarelada, geralmente equigranulares de granulação média.
Santos et al. (2004)obtiveram uma idade de alojamento para o Granito Pepita de 1872 ± 4 Ma (U-Pb/SHRIMP em zircão). A idade obtida é semelhante à dos granitos relacionados à
Suíte Intrusiva Maloquinha, apesar desses serem granitos hipersolvus com anfibólios sódicos. Segundo Almeida et al. (2000), o estudo litogeoquímico revelou assinatura alcalina a subalcalina, de ambiente intraplaca continental, mas a ocorrência de granitos hipersolvus com anfibólios sódicos atesta uma filiação alcalina (tipo A).
2.2.4.3 Granito Caroçal
Na porção oeste do domínio Tapajós ocorre um batólito orientado segundo NW-SE, com características composicionais contrastantes com as da Suíte Intrusiva Maloquinha, na qual era englobado (Melo et al. 1980), o que levou Almeida et al. (1999) a denominar esta ocorrência de Granito Caroçal. A unidade é composta por sieno e monzogranitos com biotita, leucocráticos e isótropos, de cor vermelha a cinza rosada, com textura equigranular grossa a porfirítica.
Santos et al. (2004) apresentaram uma idade de cristalização de 1870 ± 4 Ma (U-Pb SHRIMP em zircão) e identificaram populações de cristais herdados de 2,71 e 1,94 Ga. Herança arqueana neste corpo já havia sido identificada por Almeida et al. (1999), que obtiveram uma idade média 2656 ± 6 Ma (Pb-Pb em zircão).
Em termos litogeoquímicos, segundo Almeida et al. (1999), o Granito Caroçal revela uma assinatura cálcio-alcalina de alto potássio, em contraste com a afinidade alcalina (tipo-A) dos granitos da Suíte Intrusiva Maloquinha.
2.2.4.4 Granito Porquinho
Prazeres et al. (1979) denominaram de Granito Porquinho um batólito granítico com forma elíptica localizado no interflúvio dos rios Branco e Aruri, leste do domínio Tapajós, o qual era correlacionado à Suíte Intrusiva Maloquinha (Pessoa et al. 1977, Almeida et al. 1977).
Segundo Prazeres et al. (1979), este corpo apresenta duas fácies, uma definida por granitos com micas, composta por feldspato alcalino granitos e granitos/microgranitos com biotita, localmente coexistindo com muscovita; e outra fácies composta por granitos com anfibólio, constituída por granitos com riebeckita e granitos com hastingsita. Alteração
potássica e sódica, bem como graisenização com mineralizações de Sn, Nb e Ta estão associadas aos granitos com biotita.
Santos et al. (2004) obtiveram idade de cristalização de 1786 ± 14 Ma (U-Pb/SHRIMP em zircão), o que levou estes autores a correlacioná-lo com o magmatismo da Suíte Intrusiva Teles Pires do norte do Mato Grosso (domínio Juruena). O Granito Porquinho apresenta uma assinatura geoquímica cálcio-alcalina a alcalina (Prazeres et al. 1979, Bahia et al. 1998).
2.2.4.5 Diabásio Crepori
Pessoa et al. (1977) denominaram inicialmente como Sill Crepori às intrusões de diabásio nas rochas sedimentares da Formação Buiuçu, na bacia do rio Crepori, as quais, posteriormente, receberam a designação Diabásio Crepori porSantos & Loguércio (1984).
O Diabásio Crepori ocorre como soleiras orientadas segundo E-W e diques segundo N10ºE, com espessuras entre 10 e 50 m. São rochas melanocráticas de cores preta e cinza esverdeado, geralmente microgranulares e isotrópicas. São diabásios, olivina diabásios e microgabros, compostos por pigeonita, augita, plagioclásio andesítico, olivina (forsterítica intermediária) e minerais opacos (óxidos de Fe-Ti) (Vasquez et al. 2008).
Santos et al. (2002) obtiveram uma idade de cristalização de 1780 ± 7 Ma (U-Pb/SHRIMP em baddeleyita) para o Diabásio Crepori. Segundo Almeida et al. (2000), rochas máficas correlatas ao Diabásio Crepori revelaram uma assinatura alcalina. Entretanto, a ocorrência de quartzo (normativo e modal) indica uma afinidade toleiítica, típica de basaltos toleiíticos continentais (Vasquez et al. 2008).
2.2.5 Coberturas Sedimentares
2.3.5.1 Formação Novo Progresso
Ocorrências de depósitos de rochas vulcanoclásticas e epiclásticas nas cercanias da cidade de Novo Progresso, sudeste do domínio Tapajós, foram cartografadas e incluídas na Formação Aruri (Grupo Iriri) por Vasquez & Klein (2000). Ferreira et al. (2004), posteriormente, individualizaram esses depósitos na Formação Novo Progresso.
A Formação Novo Progresso constitui-se, da base para o topo, por conglomerados polimíticos, com seixos subangulosos e subarredondados de rochas vulcânicas e vulcanoclásticas félsicas, e, subordinadamente, com seixos arredondados de granito em uma matriz arcosiana, estas rochas são sobrepostas por arenitos líticos e arcosianos de granulação fina, cinza claros, maciços e estratificados, intercalados com argilitos laminados e siltitos tufáceos, de cor rosa. As rochas da Formação Novo Progresso afloram como cristas e cuestas, orientadas segundo NNW-SSE, com a atitude de acamamento variando de N25ºW a N05ºE, com mergulhos de 18º a 60º para SW ou NE. A proximidade das rochas dessa formação com as rochas vulcânicas da Formação Vila Riozinho (Vasquez et al. 2008)sugere que a mesma está relacionada a este vulcanismo mais antigo, e não ao Grupo Iriri.
2.2.5.2 Formação Buiuçu
As rochas sedimentares siliciclásticas proterozoicas do domínio Tapajós receberam diversas denominações até serem reunidas na Formação Buiuçu (Almeida et al. 2000, Ferreira
et al. 2000, Klein & Vasquez 2000, Quadros & Bahia 2000). A área-tipo da Formação Buiuçu
está localizada na borda noroeste da bacia do Alto Tapajós, próximo à Serra do Cachimbo, no limite entre o Pará e o Mato Grosso, sul do domínio Tapajós.
Segundo Vasquez et al. (2008), os mais expressivos segmentos da Formação Buiuçu ocorrem na bacia do rio Crepori, centro do domínio Tapajós, onde predominam arcósios, arcósios líticos e arenitos ortoquartzíticos, com subordinados conglomerados polimíticos, siltitos e argilitos. Este segmento constitui uma bacia sigmoidal, controlada por falhas extensionais e transcorrentes, orientadas segundo WNW-ESE e NWSE, o acamamento mergulha entre 5° e 35° para N e NE, com paleocorrentes indicando transporte sedimentar para N15º-20ºE. Nos demais segmentos, além da sucessão siliciclástica, Bahia & Quadros (2000) individualizaram uma sucessão vulcanoclástica, composta por tufos félsicos, arenitos e conglomerados com seixos de rochas vulcânicas, que, por sua vez, foi seccionada pelo Granito Porquinho, datado em 1786 ± 14 Ma (Santos et al. 2004).
Bahia & Quadros (2000), baseados na baixa maturidade mineralógica, texturas e estruturas primárias das rochas, sugeriram ambiente continental de deposição, relacionado a canais fluviais entrelaçados. O fato de a Formação Buiuçu ser seccionada pelo Granito
Porquinho e pelo Diabásio Crepori, datados em torno de 1,78 Ga (Santos et al. 2002, 2004), sugere que os sedimentos desta formação foram depositados antes do Estateriano.
2.2.6 Magmatismo Máfico Intracontinental
2.2.6.1 Suíte Intrusiva Cachoeira Seca
A designação Troctolito Cachoeira Seca foi dada por Pessoa et al. (1977) para uma expressiva ocorrência máfica, localizada na porção centro-norte do domínio Tapajós, no médio curso do rio Tocantins. Posteriormente, Quadros et al. (1998) elevaram a unidade à categoria de Suíte Intrusiva Cachoeira Seca.
Nesta unidade predomina olivina gabro, diorito e subordinadamente troctolito e diabásio troctolítico (Bahia & Quadros 2000). Macroscopicamente, as rochas são, em geral, melanocráticas e de cor cinza esverdeado, e isotrópicas de granulação média.
Pessoa et al. (1977) apresentaram idades K-Ar em plagioclásio de 1072 ± 18 e 1046 ± 27 Ma para as rochas dessa unidade. Posteriormente, Santos et al. (2002) dataram um troctolito e obtiveram uma idade de 1186 ± 12 Ma (U-Pb em baddeleyita), melhor definindo a idade da suíte. Pessoa et al. (1977) caracterizaram as rochas desta unidade como basaltos de afinidade alcalina, em parte subsaturados em sílica. Por outro lado, Quadros et al. (1998) identificaram uma assinatura toleiítica saturada em sílica (olivina toleiítos). A natureza química da suíte ainda é, portanto, controversa.
2.3 EVOLUÇÃO GEOLÓGICA DO DOMÍNIO TAPAJÓS
Tassinari & Macambira (2004) interpretaram a evolução geológica da província Ventuari-Tapajós como relacionada com um arco magmático. Santos et al. (2000, 2001) advogaram que, no domínio Tapajós da província Tapajós-Parima, houve acresção de sucessivos arcos magmáticos entre 2050 e 1877 Ma. Estes autores admitiram quatro arcos magmáticos datados em: 2,02 Ga - Complexo Cuiú-Cuiú e Grupo Jacareacanga; 1,96 Ga - Suite Creporizão; 1,90 Ga - Suíte Tropas e 1,88 Ga -Suíte Parauari. Em trabalho de revisão mais atual, Vasquez et al. (2008) defenderam um modelo que envolve apenas um arco de
ilhas (arco Cuiu-Cuiu) (< 2,0 Ga) e a geração de sucessivos pulsos magmáticos pós-colisionais, que se estenderam ao estágio pós-orogênico, há cerca de 1,88 Ga. Diante da atual falta de dados que sustente a existência dos diversos arcos magmáticos, foi adotada nesse trabalho a proposta de Vasquez et al. (2008), simplificada abaixo.
2.3.1 Paleoproterozoico - Orosiano (Orogênese - Arco de Ilha/Magmático e colagem continental)
Segundo Vasquez et al. (2008), no domínio Tapajós ocorrem associações tectônicas de um orógeno orosiriano formado pela colisão de arco de ilhas (Arco Cuiú-Cuiú) contra um continente (desconhecido), no que os últimos autores se referiram como Orogênese Cuiú-Cuiú. De acordo com Vasquez et al. (2008), o arco é representado pelas rochas do Grupo Jacareacanga (depositadas entre 2,1 e 2,01 Ga) e do Complexo Cuiú-Cuiú (2,03 a 2,0 Ga). A primeira unidade define a associação tectônica bacia de arco de ilhas orosiriano e a segunda unidade representa os granitoides de arco ilhas com deformação dúctil e metamorfismo relacionado a uma fase colisional (Suíte Plutônica Sinorogênica). Para Almeida et al. (2001), as feições estruturais (p.ex, bandamento gnáissico e xistosidade) dessas unidades foram produzida por um evento compressivo obliquo relacionado à subducção. Klein et al. (2002) atribuem tais feições ao primeiro estágio deformacional (D1), que ocorreu num intervalo de tempo entre 2005 -1977 Ma. Santos et al. (2001) entenderam que este evento deformacional pode ter sido sincrônico com o pico do metamorfismo. Estruturalmente, Santos & Coutinho (2008) entenderam que as zonas de deformações de direções NW-SE (destral), N-S e NE-SW (sinistrais) constituem diferentes zonas de fraqueza crustal, pré-existentes, com movimentação compressiva segundo essas direções, com transporte tectônico de leste para oeste.
Após a colisão do arco Cuiú-Cuiú contra o suposto continente, se instalaram zonas de cisalhamento transcorrentes de direção NW-SE (estruturação principal do domínio Tapajós), ao longo das quais se alojaram os granitoides da Suíte Intrusiva Creporizão (1,99 a 1,96 Ga – Suíte Plutônica Tardiorogênica). Esse evento marca o segundo estágio de deformação (D2) (Klein et al. 2002). Santos et al. (2001) definiram este segundo evento deformacional do domínio Tapajós como de caráter rúptil-dúctil em regime de cisalhamento transcorrente de alto ângulo. Na porção leste do domínio Tapajós, as rochas vulcânicas cálcio-alcalinas de alto K a shoshoníticas da Formação Vila Riozinho, com cerca de 2,0 Ga, ocorrem associadas a
coberturas vulcanoclásticas e epiclásticas da Formação Novo Progresso. Estas formações mais evoluídas que as rochas do arco Cuiú-Cuiú e sem metamorfismo e deformação dúctil têm sua evolução relacionada a uma etapa mais tardia da orogênese Cuiú-Cuiú. Essas formações foram reunidas na associação tectônica rochas de arco vulcânico orosiriano e bacia associada (Vasquez et al. 2008).
Vasquez et al. (2002, 2008) atribuíram para os granitoides cálcio-alcalinos da Suíte Intrusiva Parauari e para as rochas da Suítes Intrusivas Tropas (que, segundo Santos et al. 2004 representariam unidades de arcos de ilhas) uma evolução relacionada à extensão pós-colisional (Suíte Plutônica Pós-orogênica), com mistura de magmas mantélicos e da crosta continental. A Suíte Intrusiva Tropas foi a principal unidade afetada nesse evento, estágio deformacional (D3), enquanto as suítes intrusivas Creporizão e Parauari foram afetadas localmente (Klein et al. 2002).
Santos & Coutinho (2008) interpretam que os lineamentos evoluíram a partir de uma reativação tectônica regional, ao longo das direções antigas de fraqueza crustal, correspondendo no tempo à continuidade do regime compressivo, dentro de uma deformação progressiva, com transporte tectônico de leste para oeste, responsável pelo desenvolvimento do Megassistema de Falhas Transcorrentes do Tapajós. A geometria, a cinemática e as relações angulares das estruturas deste megassistema são compatíveis com o modelo de uma zona de cisalhamento, a partir de fraturas én-chèlon do tipo R de Ridel, ou com o modelo de sistema de falhas transcorrentes, onde o principal vetor de compressão estaria orientado na direção E-W a ENE-WSW.
2.3.2 Orosiano/Estateriano (Tafrogênese)
No período Orosiano iniciou um processo de extensão crustal. As rochas do Grupo Iriri correspondem aos equivalentes vulcânicos dos granitos alcalinos (Suíte Intrusiva Maloquinha) e cálcio-alcalinos (Suíte Intrusiva Parauari) de cerca de 1,88 Ga. Rochas gabroicas cálcio-alcalinas de alto K (1,88 Ga - Suíte Intrusiva Ingarana) indicam a atuação de processo de underplating na geração das rochas pós-orogênicas relacionadas a essa extensão crustal. A essa fase extensional orosiana associam-se ainda rochas vulcânicas da Formação Bom Jardim. Suítes plutônicas de afinidade alcalina como a Suíte Maloquinha (1882-1864 Ma) e corpos plutônicos (Granito Pepita, Caroçal e Porquinho), representam estágios
diferentes da implantação dos riftes continentais. A implantação desses riftes culminou com a deposição das coberturas sedimentares da Formação Buiuçu entre o Orosiano e Estateriano, formadas por sucessões epiclásticas com contribuição vulcanoclástica e localmente piroclástica. Já no Estateriano os diques e soleiras (Diabásio Crepori - 1780 ± 7 Ma) cortaram o embasamento orosiriano e as bacias de rifte.
2.3.3 Mesoproterozoico - Esteniano (Rifteamento Continental/Magmatismo Máfico-Ultramáfico)
No Esteniano as rochas da Suíte Intrusiva Cachoeira Seca (1186 ± 12 Ma) relacionadas à distensão esteniana marcam uma reativação do manto sob o domínio Tapajós.
2.4 METALOGÊNESE DO DOMÍNIO TAPAJÓS
O domínio Tapajós possui mais de 100 ocorrências minerais primárias (Klein et al. 2002). Vários modelos metalogenéticos foram propostos para o ouro nesta província. Atualmente poucos depósitos apresentam dados suficientes que permitam classificá-los com mais precisão. As classes de depósitos orogênico, relacionados à intrusão, pórfiro e epitermal são discutidas na literatura geológica dessa província. Alguns estudos apresentam um enfoque mais regional (Santos et al. 2001; Klein et al. 2002; Juliani et al. 2005, Coutinho 2008). Coutinho (2008) classificou cerca de duas dezenas de depósitos e ocorrências no modelo de depósitos de ouro orogênico dos tipos mesozonais e epizonais com duas fases de mineralização, uma em 1,96 Ga, outra em 1,88 Ga (Pb-Pb em sulfetos). Dados de inclusões fluidas e isotópicos (O, H) indicariam fontes profundas (magmática ou mantélica) com contribuição de água meteórica nos mais rasos. Os depósitos são interpretados como depositados a partir de fluidos mineralizantes similares em diferentes níveis crustais. Com base na estrutura e textura dos veios, os autores atribuíram temperatura de formação em torno de 500 °C sob regime dúctil-rúptil para a primeira fase e condições de temperatura < 270°C na segunda fase, sob condições rúpteis.
Santos et al. (2001) propuseram duas classes: (1) orogênico e, (2) relacionado a intrusões. Esses tipos foram subdivididos em quatro categorias: (1.1) orogênico, hospedado
em turbiditos e alojado em estruturas dúcteis (p. ex., Buiuçu); (1.2) orogênico, hospedado em arco-magmático sob regime dúctil-rúptil (p. ex., Ouro Roxo); (2.3) relacionado a intrusão, epizonal, consistindo em veios de quartzo posicionados em falhas rúpteis extensionais (p. ex., Sequeiro); (2.4) relacionado a intrusão, epizonal, disseminado/stockwork (p. ex., São Jorge). Análises isotópicas em galena (Pb-Pb) e muscovita (Ar-Ar) indicam idade de 1860 Ma para mineralização relacionada com intrusões. Isótopos de Pb em feldspato alcalino indicam que as fontes do Pb tenham sido as unidades Jacareacanga, Cuiú-Cuiú e Tropas. Santos et al. (2001) consideraram que houve apenas essa fase de mineralização em 1860 Ma. Já Coutinho (2008), considerou a existência de duas fases (1,96 Ga e 1,88 Ga). Klein et al. (2002) com base nos estilos estruturais dos depósitos da porção sul do domínio Tapajós também propuseram a existência de dois eventos distintos. O mais antigo estaria relacionado ao regime transcorrente que afetou a Suíte Intrusiva Creporizão (1,97-1,95 Ga), o que é corroborado por dados isotópicos (Coutinho 2008, Klein & Vasquez 2000) e se encaixariam no modelo de depósitos de ouro orogênico; e o mais jovem, possivelmente do tipo relacionado a intrusões, no que concordam com parte da proposta de Santos et al. (2001).
Segundo Juliani et al. (2005), a Província Aurífera Tapajós contém as primeiras evidências conhecidas de mineralizações auríferas epitermais de alta-sulfetação do Cráton Amazônico. Os dados isotópicos em alunita do depósito Botica sugerem origem hidrotermal magmática para a mesma, o que seria típico de mineralizações de alta-sulfetação. Temperaturas estimadas por isótopos de enxofre no par alunita-pirita e isótopos de oxigênio no trio alunita-SO4-OH variam entre 130 e 420 °C. Os valores de δDH2O e de δ18OH2O para
alunita sugerem fluidos dominantemente magmáticos, com pequena contribuição de água meteórica. Algumas amostras de alunita forneceram idades de 1869 a 1846 Ga (40Ar/39Ar). Juliani et al. (2005) sugeriram que o minério foi preservado por causa do soterramento em nível crustal raso por sedimentos e tufos em bacias tafrogênicas que provavelmente se desenvolveram logo após à mineralização e provavelmente foram exumadas há cerca de 60 Ma.
Estudos em depósitos individuais também adotam alguns desses modelos para a gênese do minério. Borges et al. (2009) identificaram quatro associações minerais no depósito São Jorge, sendo duas relacionadas aos processos hidrotermais responsáveis pela mineralização. Os dados obtidos pelo geotermômetro da clorita sugerem temperaturas de 300±40° C para as associações relacionadas com a mineralização. O geobarômetro do Al (hornblenda) indica pressões de cristalizações em torno de 1 kbar para os granitos
